Sánchez Torres José Ángel IP-601 Tarea No. 5 Yacimientos Carbonatados. La caliza o rocas carbonatadas es una roca compuesta por lo menos del 50% de carbonato de calcio, otras fuentes manejan > 90% (CaCO3), con porcentajes variables de impurezas, en su interpretación más amplia, el término incluye cualquier material calcáreo que contenga carbonato de calcio como mármol, creta, travertino, coral y marga. Cada uno de los cuales poseen propiedades físicas distintas, sin embargo, generalmente se considera que la caliza es una roca calcárea estratificada compuesta principalmente de mineral calcita. Son La Segunda Clase Más Abundante. Las calizas se encuentran en todas las edades, desde el Precámbrico hasta el Holoceno, aunque éstas últimas en menor abundancia. Los afloramientos más notables son las calizas de Steeprock en Canadá y de Balawayan en África del Sur, las cuales tienen una antigüedad de 2,600 Ma.
Origen Las calizas son rocas originadas por un proceso de sedimentación directa. Esta sedimentación puede tener diversos orígenes, el más común es la denominada precipitación bioquímica: el carbonato cálcico se fija en las conchas o esqueletos de determinados organismos, ya sean macroscópicos microscópicos, o nanoscópicos y a su muerte, estas conchas o esqueletos se acumulan, originando un sedimento carbonatado. El aragonito, inestable en condiciones atmosféricas, se va transformando en calcita, y la disolución parcial y reprecipitación del carbonato cementa la roca, dando origen a las calizas. Otra forma de depósito es la fijación del carbonato sobre elementos extraños, como granos de cuarzo, o pequeños fragmentos de fósiles, dando origen a los oolitos. También las algas fijan este compuesto, dando origen a mallas de algas o estromatolitos, que si se fragmentan y ruedan originan los pisolitos. Todas estas posibilidades dan origen a los diversos tipos de calizas. Rocas carbonatadas detríticas: formadas por fragmentos procedentes de la erosión de rocas carbonatadas preexistentes. Genéticamente son similares a un sedimento terrígeno (siliciclástico), pero con los granos de naturaleza carbonatada. Calizas autóctonas o sensu estricto: constituidas por componentes carbonáticos originados primariamente, por procesos químicos o bioquímicos, en un determinado ambiente de sedimentación (continental o marino). Estas constituyen la mayor parte de las rocas carbonatadas dentro del registro estratigráfico. La composición mineralógica de estas rocas es: Calcita (CaCO3), Dolomita (CaMg(CO3)2), Aragonito (CaCO3), Artinita Magnesita (MgCO3), Malaquita (Cu2(OH)2CO3), Rodocrosita (MnCO3), Siderita (FeCO3), Smithsonita (ZnCO3), Witherita (BaCO3), principalmente.
Ambientes De Sedimentación Carbonatada Los diferentes tipos de ambientes donde se lleva a cabo los depósitos carbonatados incluyen: marinos, lacustres, depósitos de caliche o calcreta, agua dulce, espeleotemas y carbonatos eólicos. A m b i e n t e s Ma Ma r i n o s
El ambiente marino somero carbonatado presenta una distribución global actual restringida comparada con los períodos geológicos de la historia de la Tierra. Mares carbonatados tan extensos como los que existieron durante el Ordovícico, Devónico, Mississíppico y Cretácico no existen actualmente. Existen diferencias fundamentales entre los depósitos carbonatados terrígenos y marinos. Mientras que los terrígenos son producto del intemperismo químico y físico de las rocas preexistentes que han sido transportados a la cuenca de depósito, los sedimentos carbonatados marinos se derivan de una precipitación “in situ” dentro de la misma cuenca. En el ambiente marino hay una producción considerable de carbonato permaneciendo la mayor parte en el lugar donde se precipitó, debido a la presencia de organismos que no solo secretan el CaCO3, sino que también lo utilizan para la construcción de sus conchas o esqueletos. Sin embargo, es importante considerar que parte del sedimento carbonatado producido en el ambiente marino, puede llegar a sufrir un cierto transporte por la acción del viento, oleaje, corrientes, etc., ya sea a áreas continentales, al borde de la plataforma o a las profundidades marinas. En general, las plataformas de ambientes carbonatados se desarrollan en áreas donde el influjo de terrígenos no existe o es mínimo; una de las razones por las que actualmente existen solo algunas de éstas. El aporte de terrígenos en la mayor parte de las márgenes continentales afecta directamente el crecimiento de los organismos productores de carbonatos, especialmente en los constructores de arrecifes. Como resultado, los arrecifes se desarrollan en áreas donde no existe una fuente de terrígenos, como es el caso del Golfo Pérsico, la Plataforma de Yucatán y las Bahamas. En estas plataformas existe un equilibrio dinámico entre la producción de carbonatos y la subsidencia, para permitir acumulaciones aporte de CaCO3. Gruesas y mantener la profundidad adecuada para favorecer continuamente el aporte de CaCO3. A m b i e n t e s C o n t i n e n t a le le s
Los ambientes continentales están representados por el depósito de tufas, travertinos (calizas formadas por evaporación en manantiales y ríos) y margas. Los carbonatos son depositados sobre las plantas en crecimiento y comúnmente se marcan impresiones de hojas o tallos, en una estructura reticular y débil. Estos sedimentos están restringidos principalmente a depósitos cuaternarios. La tufa más densa y durable se
encuentra actualmente asociada con lagos ligeramente hipersalinos, como el lago piramid de Nevada y el lago Bonneville. Algunos depósitos de tufa forman montículos o domos a lo largo de lagos someros antiguos. Las aguas calcáreas frías o calientes en los manantiales, pueden llegar a formar depósitos de calcita alrededor de éstos. Las localidades más famosas por presentar este tipo de calizas son Mammoth, Hot Springs y el Parque Yellowstone en Estados Unidos. Ciertas plantas como el Chara, típica de este tipo de lagos, pueden obtener el bióxido de carbono por fotosíntesis en solución, precipitando el carbonato de calcio como una corteza en las hojas o tallos de las plantas. Esta corteza es extraída lentamente para ser depositada posteriormente en el fondo del lago. El caliche se puede encontrar en el registro geológico como nódulos pequeños o capas continuas en las partes superiores de los ciclos aluviales depositados bajo condiciones climáticas áridas. Algunos caliches bajo el microscopio muestran cuerpos pisolíticos en anillos concéntricos de calcita rellenando fisuras; así como en diferentes grados de reemplazamiento de cuarzo detrítico y feldespato en estructuras bandeadas concéntricas semejantes a las estructuras producidas por algas. Este tipo de pseudooncolitos y cuerpos pisolíticos se consideran relacionados a pisolitas de suelos bauxíticos y lateríticos. En la zona vadosa se forman láminas grandes concéntricas de algunos centímetros de diámetro unidas por cemento de calcita espática, las cuales pueden cortar a través de la estratificación normal o paralela a ésta. Estas estructuras también son conocidas como “perlas de caverna” en el caliche vadoso de agua dulce.
Textura de las Rocas Carbonatadas. Modelos o tipos texturales: Texturas Deposicionales 1) Textura Bioconstruida: Calizas algales Calizas arrecifales 2) Textura granuda: Calizas oolíticas (ej: arenas de ooides) Calizas bioclásticas (ej: arenas de fósiles) Calizas intra / extraclásticas 3) Textura Lodosa / Microcristalina Calizas fangosas Calizas lodosas = micríticas Dolomías lodosas = micríticas
Textura Cristalina
Calizas cristalinas
Texturas Diagenéticas 1) Textura Cristalina Calizas cristalinas Dolomías cristalinas
Tipos de Calizas o rocas carbonatadas Se pueden clasificar en cuatro:
DETRÍTICAS
ORGÁNICAS
Tipos de calizas
FÍSICOQUÍMICAS.
METASOMATICAS
Físico-Químicas Las calizas de origen químico también llamadas, rocas de sedimentación química, o rocas de precipitación son rocas sedimentarias de la familia de las calizas, están formadas por el carbonato de calcio disuelto en el agua, los carbonatos disueltos son transportados por ríos (solución) hacia los lagos o hacia el mar. La evaporación y otras influencias pueden dar como resultado la sobresaturación de las soluciones y la precipitación de los minerales.
Factores químicos de precipitación La depositación de las calizas formada químicamente ocurre por la separación del carbonato de calcio, del bicarbonato de calcio, como se muestra a continuación: Ca ( HCO
3) 2
CaCO 3 H 2 O CO2
Por esta reacción se ve la separación del agua o del bióxido de carbono de la disolución de bicarbonato de calcio, que da como resultado la precipitación del carbonato de calcio. Por tanto las causas de la depositación del carbonato y la formación de calizas de origen químico es la evaporación de agua o la eliminación del gas bióxido de carbono. No importando si la caliza está depositada en el océano. En lagos o en cuencas sin acceso al mar. Las causas más prominentes son las siguientes:
Elevación de la temperatura del agua, disminuyendo la solubilidad del bióxido de carbono. El océano es calentado por la luz del sol de una manera sumamente eficaz en los lugares cercanos al ecuador y en las zonas de baja profundidad; las
corrientes de aire caliente y la llegada de corrientes marinas cálidas eleva también la temperatura del océano. Descenso de la presión total, cuando la presión disminuye el gas de bióxido de carbono contenido en las aguas carbonatadas este se desprende; el descenso de la presión barométrica sobre el océano provoca la precipitación del carbonato. Agitación del agua; de manera asociada a los dos primeros factores, en las aguas altamente carbonatadas la agitación maximiza el desprendimiento de bióxido de carbono. Evaporación; causante de la pérdida del bióxido de carbono debido a la disminución de solubilidad.
Caliza Detrítica Son rocas formadas por fragmentos procedentes de la erosión de rocas carbonatadas preexistentes. Genéticamente son similares a un sedimento terrígeno (siliciclástico), pero con los granos de naturaleza carbonatada. Se forman en mares cálidos y poco profundos saturados de calcita aproximadamente a 100 y 200 m es cuando inicia la precipitación de la calcita. Generalmente estos sedimentos de calcita, que bien pueden ser restos de animales, esqueletos o sedimentos. Por falta de energía se almacenan en las plataformas marinas. Donde se consolidan por carga litostática o diagénesis. Es una roca de grano muy fino de color blanquizco (por su alto contenido de Ca). Se generan o almacena en zonas pelágicas por lodos calcáreos. Es un tipo de arcilla y cemento de calcita precipitada. En ciertas ocasiones suelen encontrarse incrustados restos fósiles. Son rocas con muy poca porosidad por su tipo compactación y bandeamiento. Se originan por la acción del oleaje o por corrientes marinas continuas. Por la saturación del agua con CaCO y la temperatura del mar, existe un equilibrio para la precipitación y disolución del mismo. Cuando existe una concreción de la roca se da origen a las rocas calizas pisoliticas Suelen crecer al igual que las estalactitas. ₃
Calizas Orgánicas Las calizas orgánicas están constituidas, esencialmente, por organismos marinos. Muchas variedades de estas calizas se han formado por la unión de caparazones o conchas de mar, algas, o moluscos; formadas por las secreciones de CaCO3 de distintos animales marinos. La creta es una variedad porosa y con grano fino compuesta en su mayor parte por caparazones de foraminíferos; la lumaquela es una caliza blanda formada por fragmentos de concha de mar. Las calizas coralinas constituyen rocas coherentes sin que sus constituyentes se hayan cementado.
Calizas Metasomáticas LA roca representativa de este tipo es Dolomía. El principal componente es la dolomita que cristaliza en el sistema romboédrico y muestra estructura fuertemente ordenada. La sustitución con Fe es común en la rocas dolomíticas, por lo que adquieren tonalidades que van desde el amarillento y ocre al rojizo. . Los cristales de dolomita pueden variar de tamaño desde macroesparíticos a subesparíticos. Los mosaicos dolomíticos pueden ser xenotópicos o idiotópicos. Los cristales euedrales de dolomita se mencionan con gran frecuencia en el registro sedimentario. En las rocas dolomíticas de reemplazo metasomático puede darse una fábrica totalmente destructiva (sin que se reconozca la forma de los granos y cristales originales) hasta una fábrica retentiva en la que se preservan todas las texturas y estructuras originales. . Puede haber también reemplazos selectivos. DOLOMITIZACIÓN La dolomita puede precipitar en forma primaria en aguas marinas o lacustres, pero se sostiene que los volúmenes de dolomita primaria son comparativamente escasos. La dolomita no es concentrada por organismos para elaborar sus estructuras esqueletales. Se considera mucho más común la dolomitización a expensas del carbonato de calcio. Consiste en un proceso diagenético que puede estar asociado con el ambiente de depositación. La dolomita secundaria es un producto de disolución del carbonato original y reprecipitación metasomática. . Entra Mg a la fase sólida y pasa el Ca a la fase líquida. El proceso de dolomitización se da cuando la concentración de Mg o de la relación Mg/Ca son elevadas.
Partículas Carbonatadas y Su Composición Las partículas carbonatadas dentro de estas rocas se incluyen en dos grandes tipos: Aloquímicos y Ortoquímicos. Los aloquímicos representan el armazón de la roca formado por sedimentos depositados mecánicamente, éstos incluyen: Fósiles: Son partículas esqueletales importantes dentro de las rocas carbonatadas, ya que no solo actúan como uniones entre crecimientos continuos de algas, sino que también como agentes de depositación y entrampamiento de lodo carbonatado. Los principales son: algas, foraminíferos, ostrácodos, espículas de esponjas, corales, briozoarios, trilobites, equinodermos, moluscos y braquiópodos. Pellets: Son estructuras pequeñas esféricas o elípticas sin estructura interna. Son agregados homogéneos de calcita microcristalina, los cuales pueden presentarse equidimensionalmente dentro de la roca. Su tamaño varía de 0.03 a 0.15 milímetros. Se
considera que representan productos fecales de organismos acuáticos. Los términos peloides, pseudopeloides o peletoides se utilizan cuando se tienen estructuras del tipo de granos redondeados micríticos o de microesparita de origen incierto. Cuando son de origen algáceo se les llama peloides algáceos. Oolitas, pisolitos y oncolitos: Las oolitas son partículas carbonatadas casi esféricas que presentan una estructura concéntrica interna, y con diámetros que varían entre 0.25 a 2.00 milímetros. Estas estructuras se originan por la acción del oleaje y corrientes continuas en lugares donde se presenta una depositación rápida de calcita, a partir de un núcleo que puede ser un fragmento fósil, un pellet o un grano detrítico. Una oolita puede formarse a través de diferentes ciclos de abrasión alternando con crecimiento en el mismo lugar del depósito. El crecimiento probablemente ocurre por precipitación a partir de soluciones como en el caso de las estalactitas. En las Bahamas, las oolitas se desarrollan en canales de marea y corrientes o en dunas submarinas cerca de la costa donde se presenta una alta energía. Los Pisolitos son estructuras semejantes a las oolitas en estructura interna; sin embargo, son de forma más irregular y con diámetros mayores a los 2.00 milímetros. Aunque la diferencia entre los pisolitos y las oolitas es el tamaño y la forma irregular, el origen de los primeros es controvertido. Los oncolitos son esencialmente idénticos a los pisolitos en muestra de mano. Sin embargo, en lámina delgada los oncolitos muestran una estructura filamentosa característica de incrustaciones algáceas, por lo que se considera que éstas presentan un origen orgánico desarrollado en un ambiente marino de salinidad normal. Estos constituyentes son muy comunes dentro de ambientes carbonatados recientes. Litoclastos: Éstos representan fragmentos penecontemporáneos de calizas litificadas que han sido destruidas, retrabajadas y redepositadas por corrientes. Cuando esto ocurre dentro de la cuenca de depósito se les conoce como intraclastos; cuando los fragmentos de caliza provienen de fuera de la cuenca de depósito se le llama exoclastos. Los intraclastos consisten de cualquier tipo de caliza (micrita, biomicrita, intraesparita, etc) y varían en tamaño, desde una arena de grano fino hasta grandes bloques, lo que da lugar a conglomerados y brechas de calizas según hayan sido retrabajadas por corrientes, tormentas o por la inestabilidad tectónica del depósito. Los ortoquímicos (orthos = correcto, propio) son esencialmente precipitados químicos normales formados dentro de la cuenca de depósito o dentro de la misma roca, y que muestran poca o no evidencia de haber experimentado un transporte significativo. Son de dos tipos: Calcita microcristalina (micrita).- Se presenta en cristales del tamaño de la arcilla, afanítica y oscura en muestra de mano y ligeramente opaca en sección delgada. El color puede variar de blanco a pardo oscuro dependiendo de la cantidad de impurezas, principalmente de materia orgánica.
La micrita se considera un precipitado químico normal, ésta puede formarse inorgánicamente por calentamiento, evaporación o ligera turbulencia, pero principalmente por precipitación de algas, bacterias u otro tipo de organismos. Las algas calcáreas actuales como Penicillus y Halimeda muestran una estructura interna de agujas de aragonita de algunas micras de largo; cuando el organismo muere, el tejido orgánico se desintegra liberando las agujas en las zonas de intermarea o en el piso marino. Posteriormente estas agujas recristalizan llegando a formar parte de las calizas de grano fino. Cemento de calcita espática (esparita): Se presenta como granos o cristales de 10 micras o más de diámetro y se distingue de la micrita, además por su tamaño, por su transparencia en muestra de mano, ya que se tiene como si se observaran cristales claros de cuarzo. La esparita generalmente se presenta rellenando poros como cementante precipitado “in situ”; algunas veces la esparita se precipita en cuestión de años. En algunas áreas en la zona de intermarea las arenas carbonatadas son cementadas como roca de playa; sin embargo, la esparita también se origina mucho después del enterramiento o por recristalización a partir de los cristales más finos de calcita. El cementante de calcita de los aloquímicos antes mencionados tiene el mismo origen que el cemento en las areniscas. Éste es precipitado a partir de una solución supersaturada de carbonato de calcio, de tal forma que los iones de calcio y carbonato son liberados de la solución como un gradiente hidráulico para transportar grandes volúmenes de fluido a través del sedimento. Peloides: granos no equeléticos, de forma ovoidal, compuestos por micrita con una estructura interna masiva. Tamaños variables, aunque generalmente entre 0,1 y 0,5 mm de diámetro. Producto de la actividad fecal de organismos, por destrucción y homogeneización de la estructura interna de partículas previas por abrasión mecánica o erosión biológica, retrabajo y redondeamiento de barros calcáreos. Ambientes protegidos, en cavidades dentro de arrecifes. Oncoides: granos no esqueléticos, con laminación micrítica irregular alrededor de un núcleo. La precipitación de las láminas es debido a la actividad de algas. Tamaño muy variable, hasta centímetros y decímetros, con mala selección a diferencia de los oolitos. Los estromatolitos también son construidos por la acción de algas, son matas de algas fosilizadas. Estas matas son formadas por filamentos de algas verde-azules. Las láminas, frecuentemente, tienen una forma irregular. Intraclastos: Fragmentos retrabajados de sedimento débilmente consolidado dentro de una cuenca de sedimentación por la acción de corrientes, oleaje, deslizamientos, etc. La morfología típica es de fragmentos generalmente angulosos, de tamaños variables compuestos de barro micrítico y/o fragmentos de bioclastos u otros granos. Ambientes de
formación: cualquier zona de plataforma, talud o llanura abisal, con aumentos bruscos de energía que retrabaja sedimentos previamente depositados. Áreas intermareales o supramareales, canales mareales, taludes marinos, etc. Debido a su modo de formación, los depósitos de intraclastos muestran una fuerte homogeneidad en cuanto a las características externas e internas de estos fragmentos. Extraclastos: fragmentos redondeados o angulosos procedentes de la erosión de rocas carbonatadas más antiguas y externas al ambiente de sedimentación (fuera de la cuenca). La estructura interna corresponde a la de la roca carbonatada que ha sufrido procesos de diagénesis más o menos intensos. Partículas terrígenas: granos no carbonatados tales como fragmernto de roca, cuarzos, feldespatos, chert, o arcillas. Son partículas procedentes de la erosión de rocas externas al ambiente de sedimentación.
Clasificación de las Rocas Carbonatadas Existen cuatro clasificaciones de mayor uso en la actualidad, cada una se enfoca o hace énfasis en un aspecto diferente, algunas de estas se fundamentan en la clasificación de Dunham, basada en la textura, y es la más ampliamente usada. Las clasificaciones son:
Clasificación de Dunham (1962). Clasificación de Folk (1962). Clasificación de Embry y Klovan (1971). Clasificación por tamaño de grano.
Clasificación de Dunham (1962) Criterio utilizado: porcentajes relativos de granos y de barro (presencia o no de micrita) y su disposición (fabrica). El carácter de soporte por granos entre sí o soporte por barro es, en algunos casos difícil de determinar. Se puede utilizar como criterio de soporte de granos los porcentajes de granos superiores al 60%. La clasificación de Dunham no hace referencia al tamaño de los granos ni al tipo de estos; se suele hacer, sin embargo, mención de ello. Una de las ventajas de esta clasificación es que teniendo una muestra de la roca es fácil identificarla de acuerdo a uno de los siete términos básicos que propone Dunham, y unos pocos que resultaron de modificaciones posteriores a su trabajo. Los términos de Dunham son presentados a continuación:
Mudstone: Este es el término para las rocas que a simple vista se detecta que en su mayoría están formadas por lodo carbonatado, los granos (fósiles, ooides, etc.) son menos del 10 % de la roca.
Wackstone: En este caso los granos ya son un porcentaje mayor al 10 % de la roca, y están soportados por lodo, esto es como si flotaran en una matriz de lodo. Packstone: Tiene una gran cantidad de granos con lodo entre ellos, pero aquí ya no son soportados por el lodo sino por granos, esto es que ya no parecen flotar si no que están apoyados unos con otros. Grainstone: La cantidad de granos es superior a la de una packstone, con esparita entre ellos y con muy poco o sin nada de lodo (fango cristalino). Boundstone: Los componentes orgánicos originales se consolidan en la roca desde su depositación (como son colonias de corales y estromatolitos).
Clasificación de Folk Se puede hacer una división práctica en tres familias principales de calizas determinando las diferentes proporciones de los tres miembros externos. Las aloquemas o aloquímicos representan la estructura de la roca e incluyen las conchas, oolitas o pellets que constituye la parte principal de la mayor parte de las calizas. El fango microcristalino representa una “matriz” del tamaño de arcilla cuya presencia significa falta de corrientes vigorosas, así como la presencia de una matriz de mineral arcilloso indica un lavado pobre. El cemento de calcita simplemente llena los espacios poroso de la roca donde el fango microcristalino ha sido deslavado o no estaba disponible, así como las areniscas porosas no arcillosas se cementan con precipitados químicos, tales como cementos de calcita o cuarzo. De aquí que las propiedades relativas de fango microcristalino y de cemento de calcita espática sean un rasgo importante de las rocas, puesto que muestran el grado de “clasificación” o el vigor de la corriente del ambiente en forma análoga a la madurez textural en las areniscas. Las tres familias son las siguientes:
1) Rocas aloquímicas espáticas: Consisten principalmente de constituyentes aloquímicos cementados por calcita espática. En estas rocas las partículas sólidas han sido apiñadas por corrientes poderosas o suficientemente persistentes para cernir y retirar cualquier fango microcristalino, que de otro modo podría haberse acumulado como matriz, y los poros intersticiales han sido llenados más tarde por un cemento de caliza espática precipitada directamente. 2) Rocas aloquímicas microcristalinas: Estas rocas también contiene aloquemas, pero en este caso las corrientes no fueron lo bastante fuertes o persistentes para cernir y retirar el fango microcristalino que permaneció como matriz; la caliza espática es muy subordinada o escasa, debido simplemente a que no hubo espacio poroso disponible en el que se formara. 3) Rocas microcristalinas: Estas representan el tipo opuesto al primer grupo, en tanto que consisten casi completamente de fango microcristalino con muy poco o nada de materia aloquímico. Estas rocas implican tanto una rápida precipitación como la ausencia de corrientes y persistentes. Texturalmente equivalen a las arcillas de las rocas terrígenas. Estas son las tres familias que se determinan con base en el contenido de sus miembros externos, pero debido a que algunas calizas están en parte, constituidas por estructuras orgánicas que crecieron in situ y formaron una masa coherente y resistente durante su crecimiento, tales como los biohermas, se clasifican en una cuarta familia debido a su modo de génesis único, y estas rocas son denominadas Biolitas.
Embry y Klovan Embry y Klovan en (1971), añadieron varios términos adicionales a la clasificación de Dunham, (1962), tanto para indicar tamaño de grano (floatstone y rudstone) como el tipo de crecimiento orgánico para el caso de los boundstones (bafflestone, bindstone y framestone). Floatstone: 10 % o más de los granos son mayores a 2 mm de diámetro y la matriz es de lodo (como una packstone) Rudstone: 10 % o más de los granos son mayores de 2 mm de diámetro y la matriz es de esparita (como una grainstone). Bafflestone: Son las formadas por organismos que actúan como impidiendo el paso, (como brazos ramificados). Blidstone: Estas contienen fósiles tubulares o laminares incrustados, formando intercalaciones durante su depositación. Framestone: Formadas por organismos que construyen estructuras rígidas (como caparazones).
Clasificación por Tamaño de Grano.
Esta es una de las más simples, y es frecuentemente usada, ya que divides a las calizas por su tamaño de grano de la siguiente manera: • Si la mayoría de los granos son mayores a 2 mm, entonces es una Calcirudita. • Si la mayoría de los granos se encuentran entre 2 mm y 62 μmm, entonces es una
Calcarenita. • Por último si la mayoría de los granos son menores a los 62 μmm, entonces se llama
Calcilutita
Características Petrofísicas Porosidad. La porosidad de un medio poroso se denota con el símbolo Φ y se define como la relación de espacio vacío, o volumen poroso, entre el volumen total de roca. Esta relación se expresa en fracción o porcentaje. Cuándo se usa un valor de porosidad en una ecuación regularmente se expresa en fracción. El término de la porosidad de hidrocarburos se refiere aquella parte de la porosidad que contiene hidrocarburos. Esto es la porosidad total multiplicada por la fracción de volumen de poro que contiene hidrocarburos. La porosidad en los yacimientos carbonatados tiene un rango de variación entre 1 a 30%. Los términos porosidad efectiva o espacio de poros conectados son comúnmente usados para detonar a la porosidad que sirve para el desplazamiento de los fluidos. El tipo de poro más común en rocas sedimentarias es intergranular. El porcentaje de porosidad intergranular en un empaque cúbico y con granos esféricos puede calcularse alrededor de 47.6%. El empaque cúbico es el arreglo más abierto para los granos. El empaque romboédrico por lo contrario del cúbico es el más cerrado para esta clase de granos, y su porosidad se calcula aproximadamente en 25.9%,
Es posible diferenciar los tipos de huecos en las rocas calcáreas, siendo distinto el papel de cada uno en los caracteres del almacén o yacimiento:
Huecos entre partículas detríticas, o parecidas desde el punto de vista de la textura, a partículas detríticas, conglomerados y arenas de elementos calcáreos, calizas oolíticas, lumaquelas, calizas de entroques. Huecos entre los cristales, calizas cristalinas, sea cual sea el tamaño de los cristales de calcita. Huecos a lo largo de los planos de estratificación, debidos a diferencias en el material depositado, y en el tamaño y ordenación de los cristales. Huecos en la estructura de los esqueletos de los invertebrados o en el tejido de las algas fósiles.
Las mayores porosidades, aparecen en las calizas coquinoides, donde se suman los huecos de las conchas y los huecos debidos a su arreglo en la roca. Las calizas oolíticas, proporcionan igualmente buenas porosidades, así como las calizas construidas por pólipos y algas. El espacio poroso puede ser subdividido de acuerdo al tiempo en que se desarrolló Porosidad Primaria La porosidad primaria en las rocas carbonatadas puede ser hasta de 70% de acuerdo al depósito. Lodos de laguna, 70%; estructuras arrecifales, 60%; restos arrecifales, 60%; grainstones ooidales, 40%. Esta porosidad ocurre entre los granos y dentro de ellos. En los lodos, la alta porosidad inicial es rápidamente reducida por compactación mecánica en 40%. Se genera al mismo tiempo de la sedimentación de la roca. Porosidad Secundaria Los huecos que confieren a las rocas carbonatadas la característica de porosidad secundaria, y hace a menudo de estas rocas excelentes yacimientos pueden agruparse en tres categorías:
Aberturas y huecos de disolución relacionados con la circulación del agua. Huecos intergranulares, producidos por modificaciones mineralógicas. Fracturas, fisuras y cavernas, sea cual sea su origen.
Existen varias características de espacio poroso y sistemas porosos. Las cuales ayudan a comprender la evolución de la porosidad en la roca. Estas características son usadas para la clasificación de la porosidad de los carbonatos. Clasificación de la Porosidad en Carbonatos Porosidad Interpartícula En ausencia de la porosidad por vúgulos, la distribución del tamaño de poro en rocas carbonatadas puede escribirse en términos del tamaño de partícula, su acomodo y de la porosidad entre los granos. Porosidad Vugular
La adición del espacio poroso por vúgulos al espacio poroso interpartícula altera las características petrofísicas, al cambiar la manera en la que se conecta el espacio poroso, todo el espacio se conecta de algún modo. Esta porosidad se subdivide en dos grupos, basados en la forma en la que los vúgulos se encuentran, los grupos son: vúgulos separados y vúgulos conectados. Vúgulos Separados Los vúgulos separados son definidos como el espacio poroso que se encuentra interconectado únicamente a través de porosidad interparticula. El tamaño de estos vúgulos es generalmente mayor al doble del tamaño de las partículas, algunos ejemplos de este tipo de porosidad son: espacio poroso intrafósil como pequeñas conchas de un gastropodo, espacio poroso de molde como disolución de granos, o cristales de dolomita. Vúgulos Conectados Los vúgulos conectados son definidos como el espacio poroso que forma sistemas porosos interconectados que son independientes de la porosidad interpartícula. El tamaño de los vúgulos es significativamente más grande que el tamaño de las partículas, algunos ejemplos de este tipo de porosidad son: cavernas, brechas, fracturas y fracturas agrandadas por disoluciones. Saturación de Fluidos. La saturación de un fluido en un medio poroso, es la cantidad relativa de agua, aceite y gas en los poros de una roca, expresada normalmente como un porcentaje de volumen de poros. La saturación se puede expresar tanto como fracción y porcentaje, pero es usado como fracción en las ecuaciones. La saturación de todos los fluidos presentes en el medio poroso es igual a 1. Dependiendo de las condiciones a las que se encuentren los fluidos, existen diferentes formas de clasificar las saturaciones; dentro de las más comunes se tiene: Saturación inicial: es aquella a la cual es descubierto el yacimiento. Saturación remanente: es la que se tiene después de un periodo de la explotación, en una zona determinada; dependiendo de los movimientos de los fluidos, los procesos a los cuales está sometiendo el yacimiento y el tiempo, ésta puede ser igual o menor que la saturación inicial; la saturación residual es un caso particular de la saturación remanente. Saturación crítica: es aquélla a la que un fluido inicia su movimiento dentro del medio poroso, en un proceso en el que aumenta la saturación de ese fluido. Con los datos de presión capilar y las saturaciones se pueden generar curvas de presión capilar, las cuales ayudan a conocer la distribución de los fluidos. Permeabilidad.
Es una propiedad del medio poroso que mide la capacidad y habilidad de la formación para permitir el flujo de fluidos a través de esta. La permeabilidad de la roca, k, es una propiedad de gran importancia debido a que controla la dirección del movimiento y el gasto de flujo de los fluidos del yacimiento en la formación. Esta caracterización de la roca fue definida por el matemático Henry Darcy en 1856. De hecho la ecuación que define la permeabilidad en términos medibles es conocida como Ley de Darcy. Darcy desarrollo un ecuación de flujo de fluido que se ha convertido es una herramienta matemática estándar del ingeniero petrolero. Si un flujo lineal horizontal de un fluido Con un gasto de centímetro cúbico por segundo atreves del área de sección transversal de un centímetro cuadrado con un fluido de viscosidad igual a un centipoise y un gradiente de presión de una atmosfera por centímetro de longitud, es obvio que k es igual a uno. Para las unidades descritas anteriormente, han sido arbitrariamente asignado a una unidad conocía como Darcy en honor del hombre responsable para el desarrollo de la teoría del flujo a través del medio poroso. Entonces, cuando todas las partes de la ecuación anterior tienen valores igual a uno, k tiene el valor de un Darcy. Un Darcy es un valor relativamente alto de permeabilidad, la mayoría de las permeabilidades de encontramos en los yacimientos son menores a un Darcy. Con el objetivo de sustituir el uso de fracciones en los valores de permeabilidades, un milidarcy, es decir 1md, es igual a mil Darcy. En los carbonatos se presentan valores entre 20007000 mD. Saturación de Fluidos. La saturación de un fluido en un medio poroso, es la cantidad relativa de agua, aceite y gas en los poros de una roca, expresada normalmente como un porcentaje de volumen de poros. La saturación se puede expresar tanto como fracción y porcentaje, pero es usado como fracción en las ecuaciones. La saturación de todos los fluidos presentes en el medio poroso es igual a 1. Saturación inicial: es aquella a la cual es descubierto el yacimiento. Saturación remanente: es la que se tiene después de un periodo de la explotación, en una zona determinada; dependiendo de los movimientos de los fluidos, los procesos a los cuales está sometiendo el yacimiento y el tiempo, ésta puede ser igual o menor que la saturación inicial; la saturación residual es un caso particular de la saturación remanente. Saturación crítica: es aquélla a la que un fluido inicia su movimiento dentro del medio poroso, en un proceso en el que aumenta la saturación de ese fluido.
Procesos Que Modifican Características Los procesos biológicos y bioquímicos son dominantes en la formación de sedimentos carbonáticos; raramente y con muy pocas excepciones se puede demostrar la precipitación de CaCO3 inorgánico. Existen otros muchos factores que controlan la
depositación de carbonatos, entre los más importantes se encuentran la temperatura, salinidad, profundidad y el aporte clástico. Una vez depositados, los procesos químicos y físicos de la diagénesis suelen modificar considerablemente a los sedimentos carbonáticos. La diagénesis de carbonatos incluye procesos tales como cementación para generar calizas y disolución que produce sistemas cavernosos. Estos procesos a su vez incluyen otros más sutiles como el desarrollo de microporosidad y la alteración de elementos trazas marinos y características isotópicas. Estos procesos están relacionados con los procesos diagenético por el cual pasan los carbonatos o rocas Calizas. Se pueden identificar a estos procesos: Soterramiento En la diagénesis de enterramiento las variables más importantes son la profundidad de enterramiento y la química del agua poral. La litificación por enterramiento resulta bastante simple. En cambio, las diferencias en la composición original del sedimento parecen determinar las profundidades a las cuales tienen lugar las transformaciones sobre el mismo. El Sr y 18O de los carbonatos tiende a disminuir con el incremento de la profundidad de enterramiento, a consecuencia del fenómeno de disolución-reprecipitación. Pero variaciones en la composición del sedimento original pueden causar desviaciones de esas tendencias. Parte de la cementación tiene lugar durante la etapa temprana de la diagénesis, principalmente en sedimentos químicamente reactivos tales como aquellos con abundantes pentalitos. Diagénesis meteórica La cementación más común encontrada en el ambiente meteórico marino es la de calcita de bajo magnesio (LMC). Mientras que en presencia de aguas meteóricas, el proceso más común es el de disolución que culmina con el desarrollo de superficies cársticas. El clima resulta un factor muy importante en la determinación de la naturaleza y extensión del ambiente meteórico, ya que está en relación a la velocidad de fluidos. En zonas húmedas la disolución y cementación son muy importantes mientras que en clima árido las modificaciones postlevantamiento son muy escasas. Los calcretes son una forma particular de paleosuelo que suelen generarse en carbonatos perima reales. Un caso particular de cementación en presencia de materia orgánica que comienza a degradarse constituye la precipitación de calcita ferrosa o magnesiana.
Procesos diagenéticos Estos procesos son los que afectan las características petrofísicas de las rocas carbonatadas. Cementación: tiene lugar cuando los fluidos porales están súper saturados por la fase cementante y los factores cinéticos no inhiben la precipitación. La cementación requiere un enorme “imput” de CaCO3 y un mecanismo eficiente del flujo fluido para transportar
muchos cientos de miles de volúmenes de agua poral necesarios para completar la litificación. La fuente de CaCO3 varía en los diferentes ambientes diagenéticos; en el marino ésta es el agua de mar mientras que en el meteórico o de enterramiento mayormente proviene de la disolución de granos de carbonato y del sedimento fino en sí mismo. Neomorfismo: este fenómeno permite describir procesos de reemplazo y recristalización dónde puede haber habido un cambio en la mineralogía. El término, en cambio, recristalización se refiere estrictamente a cambios en el tamaño de los cristales, sin que exista un cambio en la mineralogía. Se habla de neomorfismo en los casos donde se han generado texturas de reemplazo más que de recristalización. Virtualmente todos los procesos diagenéticos incluyendo al neomorfismo, que tienen lugar en un medio acuoso. El proceso de neomorfismo más común en calizas de grano fino es el desarrollo de un mosaico de grano más grueso. Un proceso particular de neomorfismo es la calcitización, donde la aragonita es reemplazada por calcita. Micritización microbiana: la cual produce una textura de grano fino. Esta no constituye proceso de neomorfismo, y por lo tanto, podría ser considerado como un proceso de degradación. Disolución: de granos, cementos y calizas previamente litificadas tiene lugar tanto a pequeña como a gran escala, cuando los fluidos porales están subsaturados en carbonatos. La aragonita es generalmente menos estable que la calcita, mientras que la solubilidad de la calcita aumenta con el incremento en el contenido de MgCO3. La disolución es particularmente importante en ambientes meteóricos cerca de la superficie, donde pequeñas cavidades pueden pasar a ser grandes cavidades y éstas llegar a la carstificación. Los cementos carbonáticos comúnmente aparecen en la oclusión de poros. La extensión y tiempo de esos cementos y su relación con eventos compactacionales y tectónicos tales como venación por extensión, puede ser más fácil de establecer bajo catodoluminiscencia que bajo microscopio de luz transmitida. Compactación: durante el enterramiento la compactación aumenta significativamente como resultado del incremento de la presión. En los estadíos tempranos de enterramiento la compactación mecánica es más importante y culmina con un empaquetamiento cerrado y la fracturación de los granos. Eventualmente la compactación química puede provocar la disolución entre granos y la formación de fábricas “fitted”. Las calizas ya litificadas son químicamente compactadas a lo largo de superficies discretas en las que se desarrollan estilolitas y la disolución aparece), cuando el enterramiento excede a varios cientos y miles de metros o más. Dolomitización: este proceso ha afectado a un 30-40% de los carbonatos del registro geológico. Los cementos dolomíticos son comunes en calizas y estos mayormente
precipitan durante la diagénensis tardía en cavidades y fracturas. En los últimos años se ha dado mayor énfasis a la dolomitización en agua de mar. Mientras que el modelo de la zona de mezcla se ha puesto en tela de juicio. Se ha visto que otros autores señalan la precipitación común de cementos dolomíticos en relación a mezclas de agua marina y meteórica. Dedolomitización: el término dedolomitización se refiere generalmente al reemplazo de dolomita por calcita, como una forma diferente de la dolomitización que ocurre durante la diagénesis meteórica. Durante la misma, se genera una porosidad secundaria en la dolomita que puede ser ocluida por cementos de calcita, éste proceso se lo conoce como dedolomitización. En términos generales la dedolomitización se produce por la disolución de dolomita y reprecipitación de calcita en el ámbito diagenético meteórico.
Situación actual yacimientos carbonatados, internacional y nacional El análisis de los grandes yacimientos de hidrocarburo se basa en el estudio de la litología que presenta cada uno de ellos, comprendiendo sus rocas generadoras, almacén, sello y algunas características estructurales que presentan cada uno de ellos, haciendo un resalte en la parte de producción que generan estos yacimientos y su impacto económico que estos tienen. Ghawar, Arabia Saudita Considerado el más grande yacimiento de hidrocarburo del mundo, aunque algunas fuentes (Americanas) manejan que este yacimiento van en declive de su producción. Se encuentra en la parte oriental del Reino de Arabia Saudita en una región conocida como el desierto cuarto vacío. Se trata de unos 200 al este de la capital Riad y unas 100 WSW km de la ciudad de Dhahran. El campo fue descubierto en 1948, la parte norte de Ghawar se encuentra a unos 90 km al oeste del Golfo Pérsico. Desde su extremo norte, el campo se extiende hacia el sur unos 230 km esencialmente como un anticlinal largo y continuo, a unos 40 km de ancho en su punto más ancho. El anticlinal Ghawar se monta sobre un sótano horst, que creció inicialmente durante el Carbonífero deformación hercínica y fue reactivado episódicamente, en particular durante el Cretácico tardío. La sección paleozoica fue erosionada significativamente por la discordancia herciniano. La anhidrita en árabe-D superior forma el sello de la columna de aceite de 1.300 pies en Ghawar. Se compone de aportaciones evaporitas y evaporitas subacuáticas con carbonato delgado que se remonta a cientos de kilómetros. La anhidrita se espese al sur a expensas de las zonas de depósito; el grosor total permanece relativamente constante. El depósito de árabes-D en Ghawar comprende dos ciclos arriba cardumen principales depositados durante un highstand relativa en el nivel del mar (Mitchell et al., 1988). Se compone de grainstones esquelético y packstones con ooid grainstones localmente común en la parte superior árabe-D. Los procesos diagenéticos que han afectado el depósito
árabe-D incluyen dolomitizacion, lixiviación y recristalización, cementación, compactación y fracturas. Porosidad entre partículas es abundante en el depósito de árabes-D en el campo Ghawar y porosidad es común también. Poros inter cristal son comunes en los Dolomitas y micro porosidad es abundante en roca caliza y dolomita. En la parte superior del árabe-D son zonas ocasionales que contengan más del 10% de una esponja estromatopóridos conocido como cladocoropsis. Donde esta facies es dolomita, la matriz de grano relativamente fina es reemplazada por dolomita y el cladocoropsis es lixiviado, causando un fenómeno descrito por ingenieros de depósito como súper-permeabilidad. Estas zonas de súper-permeabilidad, donde esté presente, ofrecen tan poca resistencia al flujo de líquido que sea difícil de modelo para depósito con fines de ingeniería. La roca de origen para el aceite de Ghawar se cree que es la formación de montaña de Tuwaiq, que subyace a la Hanifa. Es Calloviano y Oxfordiano en edad y alcanza un espesor de más de 300 metros en la zona abisal entre los campos de Khurais y Ghawar. Que este volumen moderado de roca fuente debe producir la mayor acumulación de gasóleo en el mundo indica atrapados y migración muy eficiente. El hecho de que en contacto con el agua y aceite de Ghawar es sustancialmente mayor en el flanco oeste sobre el este indica un degradado hidrodinámico hacia el este, lo que puede explicar el mayor volumen de aceite en Ghawar que en Khurais. A este yacimiento se le atribuye un montaje a un horst del carbonífero y que desde ese evento geológico hasta su depositación ha sufrido ciertos eventos que han llevado a su alto depósito de materiales finos para la producción del hidrocarburo, ya que presente gas condensado de origen biogenico. Cantarell México Se ubica dentro de la llamada Cuenca del Sureste. En la región petrolera marina conocida como Sonda de Campeche, esta se localiza en lo que se denomina el cinturón calcáreo plegado Reforma-Akal, el cual está integrado por una porción continental y otra marina. En 1938 en México se produjeron un promedio de 106 mil barriles diarios. Los primeros barriles de petróleo de Cantarell se produjeron en junio de 1979, con un promedio de 4 mil 290 barriles diarios. En 1981 Cantarell ya producía en promedio 1 millón de barriles de petróleo crudo por día, plataforma de producción que se mantuvo hasta 1989, gracias a la construcción eficiente y expedita de las instalaciones para extraer y transportar los hidrocarburos. Desde el punto de vista técnico, la producción de Cantarell en el periodo 1979-1986 fue obtenida a partir de la propia energía del campo.
Hay tres sistemas generadores de hidrocarburos los cuales son del Oxfordiano – Tithoniano, ambos del Jurásico Superior, y del Terciario. Pertenecientes a facies arcillosas del Jurásico, Cretácico y Terciario se encuentran las lutitas con coloración gris y gris verdoso, destacando las del Jurásico Tardío, principalmente las del Tithoniano con calizas arcillosas negras con un alto contenido de materia orgánica, rango de permeabilidad (darcies): 2-4 y el rango de porosidad: 8-12%. Las rocas almacenadoras las constituyen: Calizas Dolomitizadas y Dolomías del Kimmeridgiano. Dolomías del Cretácico y Jurásico Medio – Superior. Brechas Calcáreas Dolomitizadas del KT se encuentra a profundidades variables con espesores impregnados de hasta 300 m. Calizas y Brechas Dolomitizadas. Calcarenitas del Eoceno – Paleoceno, se le atribuyen bajas saturaciones de agua, debidas a la gran porosidad secundaria. Esta porosidad es originada por procesos de dolomitización y fracturamiento, con valores de 418 %. Permeabilidad de 2000-7000 mD. La brecha KT es el principal horizonte productor en el campo Cantarell. Esta forma parte de la denominada sucesión sedimentaria del límite KT y se ha han relacionado su génesis al evento del Impacto de Chicxulub en la península de Yucatán. El sello mejor conocido lo constituyen los materiales de caída del cráter de impacto Chicxulub, compuestas por material bentonítico dolomitizado. Las mejores acumulaciones petroleras se encuentran en zonas situadas al nivel de la brecha KT donde el fracturamiento y la diagénesis actuaron favorablemente. También actúan como roca sello las lutitas del Paleoceno. La producción de Cantarell está en declive pues después de llegar a su punto de mayor producción, viene en retroceso dejando así en claro que si no se implementan estrategias de recuperación secundarias la caída de Cantarell será inevitable. Campos productores del Activo Integral Cantarell El Complejo Cantarell está formado por cinco campos o bloques: Akal, Nohoch, Chac, Kutz y Sihil localizados en aguas someras con tirantes de agua entre 35 y 50 metros. El predominio de Akal es absoluto, pues acumula el 94 por ciento de las reservas originales del complejo. Estos campos están comunicados hidráulicamente y comparten múltiples instalaciones superficiales. El Activo Integral Cantarell incorpora otros dos campos pertenecientes a un proyecto del mismo, Ixtoc y Takin. Tiempo después, en el 2003, se le añadieron los campos Ek y Balam. Este Activo Integral constituye una unidad administrativa de Pemex Exploración y Producción. La extensión del complejo es de 162 km2 y el espesor neto de sus formaciones llega a alcanzar 980m. Se trata de una de las acumulaciones de petróleo más concentradas del mundo
Conclusión Como se puede observar que su estudio de las rocas carbonatadas o calizas es de suma importancia ya que el yacimiento con mayor producción se encuentra en este tipo de rocas que han pasado a través de los procesos internos (tectónica de placas) y externo
(Chicxulub) y estos han modificado las características petrofísicas de estas rocas teniendo una porosidad primaria, secundaria y algunas fuentes manejan una triple porosidad, las porosidades debidas a los huecos existentes entre los planos de estratificación y los huecos intercristalinos, son en general poco importantes en lo que concierne a la producción de los yacimientos, mientras que por el contrario, la presencia de tales huecos, ofrece un interés considerable, por el hecho de que permiten el paso inicial de las aguas subterráneas a través de toda la masa de roca caliza, factor esencial de la porosidad y permeabilidad secundarias. En estos yacimientos carbonatados la porosidad puede presentar una buena relación con la permeabilidad, en las rocas carbonatadas es común encontrar que tienen buenas porosidades, pero con bajas permeabilidades, ya que este tipo de roca es más susceptible a cambios y precipitación química se consideran la porosidad vugular que es cuando se cambia calcio por magnesio generando huevos muy muy gran aunado a este proceso la tectónica con sus esfuerzos puede crear fracturas, estas fracturas son las principales vías de producción en estos yacimientos. El estudio de los componentes de estos yacimientos yace en dos orígenes en comprender correctamente cómo se comporta la porosidad en las rocas carbonatadas y la permeabilidad que permita la óptima producción en estos campos petroleros. El estudio del origen y tipos de rocas es principalmente para caracterizar la porosidad no es lo mismo cuando se tiene origen in-situ difiere por Retrabajamiento (calizas detríticas) esto modifica su porosidad y con esto la capacidad de transferir fluidos de manera mas fácil. Se entiende que hay diversos tipos de rocas carbonatadas y cada una tiene una particularidad en especial, mas sin embargo hago énfasis en las rocas dolomitizadas ya que estas rocas pasaron por un proceso de regeneración en un acomodo iónico donde se sustituye el calcio por el magnesio generando huevos llamados vúgulos estos vúgulos son lugares en donde se almacena el preciado recurso. Sus componentes difieren la compactación de los granos generados en las rocas carbonatadas no es lo mismo que un grano pequeño y de material resistente cemente la roca a uno más grande el acomodo de estas no será coincidente por lo tanto la porosidad se verá afectada. Las cuatro clasificaciones citadas en el presente texto, la más representativa o por lo menos la más considerada en la industria petrolera es la clasificación de Dunham, esto nos dice que la clasificación comienza con un lodo (sedimentos parecidos a las arcillas) y termina con granos gruesos, mas sin embargo los pequeñas partículas están más dadas a las afectaciones químicas ya que su estructura no está consolidada es más vulnerable a los cambios químicos y físicos. En las características petrofísicas se puede mencionar que la porosidad creada en el momento de la génesis de la roca es muy elevada más sin embargo los procesos diagenéticos por el cual pasa la roca carbonatada modifican la porosidad y permeabilidad de esta tenemos que tomar en cuenta que no todos los procesos tanto químicos como físicos destruyen la porosidad al contrario la incrementa como la dolomitización y las
fracturas, en referencia a los procesos que si afectan la porosidad son la cementación y compactación. Estos procesos se deben de recalcar ya que su estudio es de gran relevancia, así se puede conocer a ciencia cierta el comportamiento de las partículas de hidrocarburo inmerso en la formación carbonatada. En lo que se refiere a yacimientos dos de los yacimientos más grandes del mundo están en este tipo de formación, en el caso de un yacimiento nacional es Cantarell descubierto por un pescador, estos carbonatos (de Cantarell) se tiene presencia de las tres porosidades de la primaria, la secundaria por dolomitización y las fracturas, el gran detalle con estas rocas es que al principio de su explotación daban una gran cantidad de hidrocarburo pero con el paso de la producción ha ido decayendo, esto ocurre ya que en esas fracturas al extraer el hidrocarburo son propensas a la compactación ocasionando el cierre de estas fracturas. Con respecto al yacimiento internacional, los carbonatos en donde se produce han pasado principalmente por fracturas teniendo una alta permeabilidad y una porosidad aunando que el fluido que se extrae es de 30 a 45°API.
Bibliografía
Apuntes de Geología General 2011. Archivo Cantarell Oficial Universidad Veracruzana Dolomitización y generación de porosidad vugular en la brecha K/T del Campo Cantarell, Zona Marina-Campeche. http://gmg.unizar.es/gmgweb/Asignaturas/ExogenaII/Microscopio/Practica5.pdf http://www.uclm.es/users/higueras/yymm/YM7.html http://www.geologia.uson.mx/academicos/olivia/carbonatadas/particulascarbonatad as.htm http://www.ptolomeo.unam.mx:8080/xmlui/bitstream/handle/132.248.52.100/1089/A 4.pdf?sequence=4 http://www.geologia.uson.mx/academicos/olivia/carbonatadas/particulascarbonatad as.htm http://mct.dgf.uchile.cl/AREAS/mine_mod231.pdf
